بایواستراتیگرافی و پالئواکولوژی سازند فرخی در شمال باختری خور، ایران مرکزی با استفاده از پالینومورف‌ها و فرامینیفرها

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 کارشناسی ارشد، پژوهشکدۀ علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران

2 استاد، دانشکدۀ زمین‌شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران

3 دانشیار، پژوهشکدۀ علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران

چکیده

به‌منظور مطالعه‌های چینه‌نگاری سنگی و زیستی سازند غیررسمی فرخی، برش عزیزآباد واقع در شمال باختری شهر خور انتخاب شد. ستبرای سازند فرخی در این برش 233 متر است، به‌شکل پیوسته روی سنگ‌‌آهک‌های سازند هفتومان قرار گرفته و همبری بالایی آن با سازند چوپانان ناپیوسته از نوع موازی است و به چهار بخش غیررسمی تقسیم شده است. درمجموع، 81 نمونۀ سنگی شامل 25 نمونۀ مارنی برای مطالعۀ پالینولوژیکی، 17 نمونۀ مارنی برای مطالعۀ فرامینیفرهای ایزوله و 39 نمونۀ سنگی برای تهیۀ مقاطع نازک از این سازند برداشت شدند. از مجموع نمونه‌های آماده‌شده برای مطالعه‌های پالینولوژیکی تنها 2 نمونه دارای سیست داینوفلاژله بودند. با مطالعۀ اسلایدهای پالینولوژیکی، مقاطع نازک و نمونه‌های شسته‌شده درنهایت 46 جنس و 71 گونه از داینوفلاژله‌ها، 13 جنس و 40 گونه از روزن‌بران آزاد و 9 جنس و 3 گونه از روزن‌بران بنتیک متعلق به کامپانین میانی- ماستریشتین شناسایی شدند. همچنین با مطالعه و شمارش عناصر پالینولوژیکی مربوط به 2 نمونۀ مدنظر تنها یک پالینوفاسیس (IV) تشخیص داده شد که نشان‌دهندۀ محیط دریایی باز و کم‌عمق برای این بخش از سازند و بیان‌کنندۀ یک زون انتقالی به بخش‌های عمیق‌تر حوضه است. بر ‌پایۀ داینوفلاژله‌های شاخص محیط، محیط گرم و به‌نسبت کم‌ژرفا با انرژی متوسط برای این قسمت از بخش مارنی سازند فرخی در زمان انبایش رسوبات پیشنهاد می‌شود.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

New finding on the biostratigraphy and paleoecology of the Farrokhi Formation in northwest of Khur, Central Iran, based on palynomorphs and foraminifera

نویسندگان [English]

  • Sedigheh Jedavi 1
  • Ebrahim Ghaseminejad 2
  • MahmoudReza Majidifard 3
1 Geological Survey of the Country, Tehran, Iran
2 University of Tehran, Tehran, Iran
3 Institute for Earth Sciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
چکیده [English]

Introduction:
Upper Cretaceous deposits of Iran do not have the same facial features everywhere. Indeed it seems that contrary to the same conditions of the lower Cretaceous the upper Cretaceous sedimentary basins were separated from each other and had a special condition on each basin accordingly, except for the Zagros and Koppeh-Dagh they have not been officially named (Aghanabati, 2006). Several sedimentary facies have been reported to be existing during the Cretaceous period. The sequences formed in these basins in different regions, although are similar in terms of fossil content but, they are very different in terms of petrography, thickness and deposition time. Also, Cretaceous rocks are diverse in Central Iran, with varying thickness and age, and have not been officially named yet and are generally investigated. Since the most complete Cretaceous sequence in Central Iran was in the Yazd block and in the Khur area, we decided that the Farrokhi formation (Aistove et al., 1984), which is the youngest Cretaceous rock unit in the Khur region, should be studied. The Farrokhi formation is one of the Upper Cretaceous rocky units, with a variable thickness of 65 to 180 meters (Aistove et al., 1984), and made up of limestone, limestone with rubble or strips which is characterized by abundance of echinoid and bivalves. The lowest part of this formation is reportedly 45 to 120 meters of marl with sandstone layers. Based on the brachiopods, bivalves and echinoid, the formation has been aged as Senonian-Danian (Aistove et al., 1984). Therefore, in order to complete the stratigraphic and paleontological data, the Farrokhi formation is selected and studied. The formation is the youngest Cretaceous rock unit in the Khur, Anarak and Jandag areas, which in most areas there is a marl body in its base. The Farrokhi formation in this section is 233 meters thick and is placed continuously on limestones of Haftuman formation while, it upper contact with the limestones of the Chupanan formation is conformable. The formation has been divided into four informal divisions.
Materials and methods:
In order to study lithostratigraphy and biostratigraphy of the Farrokhi informal formation, an outcrop of the formation was selected and sampled at Azizabad village northwest of Khur city. A total of 81 rock samples were taken of them 25 samples for palynological studies, 17 samples were washed for their foraminiferal contents and 39 samples were used to prepare thin sections.
Discussion of Results & Conclusions:
The Azizabad section is located 400 kilometers northeast of Isfahan and on the edge of the great desert, northwest of the city of Khur. In this section, the Farrokhi formation conformably overlay limestones of the Haftuman fm. while, it is in turn overlain by the Chupanan formation. The Farrokhi formation at this section is mostly composed of marl and limestone so that the lower part is formed from green to buffy marls containing sponges and in the upper parts from marly limestones and marly intercalation which turn into the massive limestones of the Chupanan formation.
Study of the palynological slides showed that only two samples in the lower part of the formation were rich in dinoflagellate cysts containing 46 genera and 71 species. The assemblage is well fitted in the Odontochitina costata Interval Zone according to the previous reports of this cyst zone.
Two foraminiferal biozones were also differentiable according to the assemblages and index forms identified. These include:
Globotruncana aegyptiaca Interval Zone (Late to Latest Campanian) and Gansserina gansseri Interval Zone (Latest Campanian to Early Maastrichtian).
According to the fossil set, the Farrokhi formation at this locality is of middle Campania to Maastrichtian age.
The study of the three major groups of palynological elements, as well as the organic factors, the ratio of the transparent (AOM) to the marine elements and the lability factor in the two samples indicated that this part of the section was deposited in an open shallow marine environment forming a transitional zone to the deepest part of the basin in which planktonic foraminifera bloomed.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Farrokhi formation
  • Dinoflagellate cysts
  • Foraminifera
  • Paleoecology
  • Central Iran

مقدمه

سازند فرخی جوان‌ترین واحد سنگی کرتاسه در ناحیۀ خور، انارک و جندق است که در بیشتر مناطق یک عضو مارنی در قاعدۀ آن وجود دارد. نمونه‌های فسیلی که محافظ و مشتاقیان (Mohafez and Moshtaghian 1963) و خسرو تهرانی (Khosrow Tehrani 1977) از آن گزارش کرده‌اند بیان‌کنندۀ سن سنونین پسین برای این واحد سنگی هستند؛ در‌حالی‌که آیستوف و همکاران (Aistov et al. 1984) باتوجه‌به سنگوارۀ بی‌مهرگان موجود در این واحد سنگ‌چینه‌ای که عمدتاً شامل بازوپایان و خارپوستان است سن سنونین پسین- پالئوسن را به آن نسبت داده‌اند. رزمجویی (Razmjoe 2011) در ناحیۀ خور با بررسی‎های انجام‌شده روی روزن‎بران پلانکتونیک و بنتیک در مقاطع نازک، سن ماستریشتین- پالئوسن را برای رسوبات سازند فرخی در برش شمال باختری خور پیشنهاد کرده است. سیف (Seif 2013) نیز با مطالعۀ روزن‎بران پلانکتونیک واحد مارنی سازند فرخی، سن ماستریشتین پیشین تا پسین را تعیین کرده است. مطالعۀ حاضر به بایواستراتیگرافی و تطابق زون‌های داینوفلاژله با زون‌های فرامینیفر ازنظر کرونولوژیکی در سازند فرخی در برش عزیزآباد می‌پردازد.

 

موقعیت جغرافیایی

برای دستیابی به برش مطالعه‌شده از جادۀ خور- فرخی استفاده می‌شود و نمای کلی برش پس‌از طی 8 کیلومتر از جادۀ آسفالته دیده می‌شود. این برش تقریباً کنارجاده محسوب می‌شود و مارن‌های سبز در قاعدۀ طبقات مطالعه‌شده کاملاً مشخص هستند (شکل 1).

مختصات قاعدۀ برش  N 33° 50´49/1عرض شمالی و E 55° 04´34/8 طول شرقی و مختصات آن در انتهای برش N 33° 50´08˝ عرض شمالی و E 55° 01´06˝ طول شرقی است.

 

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راه‌های دسترسی به برش مطالعه‌شده

 


مطالعه‌های پیشین

نخستین‌بار آیستوف و همکاران (Aistov et al. 1984) طی سال‌های 1975 تا 1978 مطالعه‌های زمین‌شناسی این ناحیه شامل تهیۀ نقشه‌های با مقیاس 1:250000 و 1:100000 خور، فرخی، چوپانان، کبودان و اردیب، اکتشافات معدنی، ولکانیسم و ... را انجام دادند. حاصل مطالعه‌های آنها علاوه‌بر ارائۀ نقشه‌ها و گزارش کامل زمین‌شناسی منطقه، تعیین و نام‌گذاری واحدهای سنگی مختلف گسترۀ خور بود. آنها برای سازند‌های کرتاسۀ ناحیۀ خور از اسامی غیررسمی نقره، شاه‌کوه، بازیاب، بیابانک، میرزا، دبرسو، هفتومان و فرخی استفاده کردند.

محافظ و مشتاقیان (Mohafez and Moshtaghian 1963) چینه‌شناسی دریایی کرتاسه- پالئوسن ناحیۀ خور، جندق و بیابانک را با هدف پی‌جویی نفت و گاز در این واحد‌ها مطالعه کردند. آنها تعدادی از برش‌های چینه‌شناسی را در منطقه شناسایی و مطالعه کردند و برخی از آنها را شرح دادند.

خسرو تهرانی (Khosrow Tehrani 1977) در سال‌های 1971 تا 1377 مطالعه‌های چینه‌شناسی مبتنی بر شناخت رخساره‌های سنگی و زیستی مقاطع مختلف کرتاسۀ بالایی و پالئوسن را در نواحی اصفهان، نایین، عقدا- اردکان، یزد، خور، جندق، نخلک، چوپانان و هفتومان در قالب رسالۀ دکتری و مقاله‌ در نشریه‌های مختلف چاپ کردند.

ویلمسن و همکاران (Wilmsen et al. 2012) گونۀ Porosphaera globularis (Phillips 1829) را که نوعی اسفنج آهکی است برای نخستین‌بار در ایران و خاورمیانه از ماستریشتین سازند فرخی توصیف و گزارش کردند.

ویلمسن و همکاران (Wilmsen et al. 2014) نمایی کلی از چینه‌شناسی کرتاسه و رخسارۀ بلوک یزد، غرب ایران مرکزی را بررسی کردند و داده‌های جدیدی ازنظر سن، ضخامت، محیط ته‌نشست سازند‌های کرتاسه، مرزهای ناپیوسته و درک بهتری از رسوبات و حوادث ژئودینامیک بلوک یزد ارائه کردند.

رزمجویی (Razmjoe 2011) با مطالعۀ روزن‌بران پلانکتونیک و بنتیک ناحیۀ خور، سن ماستریشتین- پالئوسن را برای رسوبات سازند فرخی در برش شمال باختری خور پیشنهاد کرد.

مطالعه‌های سیف (Seif 2013) روی روزن‎بران پلانکتونیک واحد مارنی سازند فرخی نیز به شناسایی سه بایوزون منجر شدند و باتوجه‌به مجموعه فسیلی شناسایی‌شده، سن سازند فرخی ماستریشتین پیشین تا پسین تعیین شد.

علامه و همکاران (Allameh et al. 2016) پالینوفاسیس و محیط دیرینۀ بخش مارنی سازند فرخی را مطالعه کردند. مطالعۀ آنها نشان داد بخش مارنی در محیط دریایی کم‌ژرفا تا باز با انرژی متوسط نهشته شده است. آنها بر پایۀ داینوفلاژله‌های شاخص نیز محیط گرم و به‌نسبت کم‌ژرفا با انرژی متوسط را برای بخش مارنی سازند فرخی پیشنهاد کردند.

 

زیست‌چینه‌نگاری بر مبنای داینوفلاژله

به‌منظور مطالعۀ پالینومورف‌ها 25 نمونۀ مارنی برداشت‌شده به روش استاندارد تراورس (Travers 2008) آماده‌سازی شدند. از 25 نمونۀ آماده‌سازی‌شده تنها دو نمونه غنی از پالینومورف به‌ویژه داینوفلاژله بودند. بیش از 10 اسلاید از این دو نمونه تهیه شد و با مطالعۀ اسلاید‌ها، 46 جنس و 71 گونه سیست‌داینوفلاژله شناسایی شد (شکل 5).

گروه‌های زیر بر اساس ریخت‌شناسی در داینوسیست‌های شناسایی‌شده تفکیک می‌شوند:

گروه داینوسیست‌های پروکسیمیت:

Apteodinium fallax, Apteodinium australiense, Deflandrea convexa, Dinogymnium acuminatum, Pierceites sp., Spinidinium clavum, Spinidinium delicatum, Trithyrodinium cf. evittii, Trithyrodinium suspectum.

گروه داینوسیست‌های کوریت:

Achomosphaera ramulifera ramosasimilis, Achomosphaera fenestratum dividuum., Achomosphaera neptunii, Achomosphaera ramulifera, Achomosphaera sagena, Achomosphaera triangulate, Cannosphaeropsis utinensi, Cleistophaeridium oligacanthum, Cymososphaeridium validum, Downiesphaeridium sp., Exochosphaeridium bifidum, Exochosphaeridium muelleri, Hystrichodinium pulchrum, Hystrichosphaeridium recurvatum, Hystrichosphaeridium bowerbankii, Heterosphaeridium bellii, Homotryblium tenuispinosum, Hystrichodinium pulchrum, Hystrichosphaeridium recurvatum, Hystrichosphaeridium salpingophorum, Hystrichosphaeridium dowlingii, Hystrichosphaeridium tubiferum, Oligosphaeridium complex, Operculodinium sp., Pervosphaeridium monasteriense, Pervosphaeridium pseudhystrichodinium, Florentinia sp., Florentinia mantellii, Spiniferites ramosus, Spiniferites ramosus granosus, Spiniferites ramosus gracilis, Florentinia mantellii, Hystrichosphaeropsis quasicribrata.

گروه داینوسیست‌های کویت:

Cerodinium speciosum, Cerodinium striatum, Cerodinium diebelii, Odontochitina costata, Odontochitina operculata, Manumiella sp, Senegalinium bicavatum, Isabelidinium greenense, Isabelidinium greenense.

گروه داینوسیست‌های پروکسیموکوریت:

Chlamydophorella nyei, Cyclonephelium sp., Circulodinium sp., Nexosispinum hesperus, Trichodinium sp., Spinidinium delicatum, Spiniferella cornuta, Spiniferites membranaceus, Spiniferites porosus, Spiniferites ramosus.

بر اساس انتشار چینه‌شناسی پالینومورف‌های حاصل از این دو نمونه که به بخش پایینی سازند مربوط هستند تعلق این طبقه‌ها به زون Odontochitina costata و سن انتهای کامپانین پسین برای آنها محرز شد.

 

بایوزون: Odontochitina costata (Oco) Interval Zone

تعریف: فاصلۀ بین انقراض Senoniasphaera rotundata تا انقراض Odontochitina costat است.

Alberti 1961 این زون را معرفی کرده است.

در اینجا بخشی از این بایوزون تفکیک می‌شود که ضخامت 36 تا 39 متری ستون چینه‌شناسی را به خود اختصاص داده است.

ویژگی‌های بایو‌زون: با حضور فرم‌هایی از Odontochitina costata Interval Zone مشخص می‌شود که با فراوانی Isabelidinium spp. (اساساً Isabelidinium cretaceum) و Exochosphaeridium bifidum، Odontochitina operculata، Xenascus ceratioides، Cerodinium diebelii، Cannosphaeropsis utinensis، Spiniferites ramosus، Achomosphaera، Trithyrodinium suspectum، Florentinia mantelii و Dinogymnium همراه است.

سن: سن انتهای کامپانین بر اساس زون Odontochitina costata تعیین شده است. گونه‌های شناسایی‌شدۀ داینوفلاژله و زون‌بندی انجام‌شده بر مبنای آنها به سن کامپانین پسین شباهت بسیار زیادی به گونه‌ها و زون هم‌سن خود در اروپا دارند (مانند Clarke and Verdier 1967; Kirsch 1991).

 

بایوزوناسیون بر اساس روزن‌بران

پس‌از جداسازی فرم‌های آزاد و بررسی مقاطع نازک، مجموعه‌ای از روزن‌بران پلانکتونیک و بنتیک شناسایی شد و از مطالعۀ کل نمونه‌ها، 40 گونه متعلق به 13 جنس از روزن‌بران پلانکتونیک و 9 جنس از روزن‌بران بنتیک شناسایی شدند (شکل‌های 6 تا 8).

با استفاده از فرامینیفرهای پلانکتون به‌دست‌آمده، دو بایوزون در طبقه‌های کامپانین میانی- ماستریشتین منطبق با زوناسیون استاندارد‌شده (Premoli Silva and Verga 2004) به شرح زیر تشخیص داده شد.

 

بایو‌زون 1: Globotruncana aegyptiaca Interval Zone (Caron 1978)

این بایوزون ضخامت 27 تا 39 متری ستون چینه‌شناسی را به خود اختصاص داده است.

تعریف: فاصلۀ بین نخستین ظهور Globotruncana aegyptiaca تا نخستین ظهور Gansserina gansseri را در بر می‌گیرد.

مهم‌ترین میکروفسیل‌های همراه بایوزون 1 عبارتند از:

Archaeoglobigerina blowi, Archaeoglobigerina cretacea, Contusotruncana fornicata, Heterohelix globulosa, Globotruncana hilli, Globotruncana bulloides, Globotruncana ventricosa, Globotruncanita stuartiformis, Globotruncana linneiana, Globotruncanella havanensis, Pseudotextularia nuttalli, Globotruncana arca.

سن این بایو‌زون کامپانین پسین تا انتهای کامپانین پسین تعیین شده است.

 

بایو‌زون 2: Gansserina gansseri Interval Zone of (Premoli Silva and Bolli 1973)

این بایوزون ضخامت 39 تا 5/76 متری ستون چینه‌شناسی را به خود اختصاص داده است.

تعریف: در فاصلۀ بین نخستین ظهور Gansserina gansseri تا نخستین ظهور Contusotruncana contusa است.

مهم‌ترین میکروفسیل‌های همراه بایوزون 2 عبارتند از:

Archaeoglobigerina blowi, Contusotruncana fornicata, Contusotruncana patelliformis, Globotruncana lapparenti, Heterohelix globulosa, Heterohelix striata, Macroglobigerinelloides prairiehillensis, Macroglobigerinelloides multispinus, Gansserina gansseri, Globotruncana arca, Globotruncana bulloides, Globotruncana ventricosa, Globotruncanita stuartiformis, Globotruncanita stuarti, Gansserina wiedenmayeri, Globotruncana linneiana, Pseudotextularia nuttalli, Globotruncana aegyptiaca, Archaeoglobigerina cretacea, Globotruncanella havanensis.

سن این بایو‌زون انتهای کامپانین پسین تا ماستریشتین پیشین است.

مهم‌ترین میکروفسیل‌های موجود در طبقه‌های بالاتر (ضخامت 5/76 تا 233 متری) ستون چینه‌شناسی عبارتند از:

Gansserina gansseri, Globotruncana orientalis, Globotruncana hilli, Globotruncana lapparenti, Globotruncana arca, Globotruncana bulloides, Globotruncana ventricosa, Globotruncanita stuartiformis, Globotruncanita stuarti, Pseudotextularia nuttalli, Globotruncana linneiana, Contusotruncana fornicata, Globotruncana aegyptiaca, Archaeoglobigerina blowi, Archaeoglobigerina cretacea, Heterohelix globulosa, Contusotruncana patelliformis, Gansserina gansseri, Globotruncana lapparenti, Heterohelix striata, Macroglobigerinelloides prairiehillensis, Macroglobigerinelloides multispinus, Contusotruncana contuse, Contusotruncana walfishensis, Macroglobigerinelloides blowi, Globotruncanita angulate, Globotruncana dupeublei, Globotruncana orientalis, Rugoglobigerina cf. milamensis, Macroglobigerinelloides alvarezi, Pseudoguembelina cf. excolata, Muricohedbergella monmouthensis, Pseudotextularia elegans, Rugoglobigerina pennyi, Planoglobulina acervulinoides.

سن این ضخامت از ستون چینه‌شناسی بر اساس وجود فسیل‌های شاخص ماستریشتین پیشین- پسین تعیین شده است.

 

پالینوفاسیس

واژۀ پالینوفاسیس را Combaz 196 برای نخستین‌بار مطرح کرد و ازآنجاکه مواد آلی مانند رسوبات در محیط حمل و ته‌نشست می‌شوند نتایج پالینوفاسیس باید با نتایج مطالعه‌های رسوب‌شناسی تلفیق شوند (Del Papa et al. 2002). تاکنون پژوهشگران مختلفی عناصر باقیمانده در اسلاید‌های پالینولوژیکی را مطالعه کرده‌اند و در تمام تقسیم‌بندی‌های پیشنهاد‌شده برای این عناصر به سه گروه اصلی خرده‌های آلی یعنی پالینومورف‌ها، فیتوکلاست‌ها (پالینوماسرال‌ها) و مواد آلی بی‌شکل (Amorphous Organic Matter) توجه شده است (Traverse 2007).

تایسون (Tyson 1993) با استفاده از نمودار مثلثی‌شکل که سه جزء اصلی فیتوکلاست، AOM و پالینومورف‌ها در سه رأس آن قرار دارند نه پالینوفاسیس مختلف را معرفی کرده است که هر پالینوفاسیس دارای دامنۀ معینی از اجزای تشکیل‌دهنده است؛ ازاین‌رو، برای دستیابی به محیط رسوبی و شرایط محیط رسوبی دیرینه ازجمله میزان رسوب‌گذاری، میزان اکسیژن و تغییرات نسبی سطح آب برای هر نمونه، عناصر پالینولوژیکی در چند میدان دید (با بزرگ‌نمایی 10) شمارش شدند و سپس درصد هرکدام از سه گروه اصلی عناصر پالینولوژیکی در دو نمونۀ حاوی پالینومورف محاسبه شد (شکل 2). پس‌از تعیین نسبت درصد عناصر پالینولوژیکی در دو نمونۀ مدنظر با نرم‌افزار Triplot در محیط Excel و انتقال آن به نمودار (Tyson 1993) رخسارۀ پالینولوژیکی تشخیص داده شد که طبق نمودار Tyson به ناحیۀ IV مربوط بود (شکل 3).


 


Sample No.

Palynological Elements percent

Pal%

Ph%

AOM%

E16

46/6

35/72

17/68

E18

50/72

31

18/28

شکل 2- نمایش درصد عناصر پالینولوژیکی (پالینوماسرال، پالینومورف و مواد آلی بی‌شکل (AOM) در نمونه‌های بخش مارنی


پالینوفاسیس IV

پالینوفاسیس چهار (IV) به محیط‌های Lower offshore و Lower bar با انرژی آرام مربوط است (Van Der Zwan 1990). نکتۀ مهم در این پالینوفاسیس تنوع و فراوانی سیست‌های داینوفلاژله است؛ به‌طوری‌که بیش از 10 درصد عناصر پالینولوژیکی در مقاطع را به خود اختصاص داده‌اند (شکل 4) و شرایط مناسب‌تر برای تعدد و تنوع این جلبک‌های دریایی و افزایش میزان حفظ‌شدگی سیست‌های آنها در محیط را نشان می‌دهند. این پالینوفاسیس محیط دریایی باز (Open marine) و کم‌عمق را برای این بخش از سازند که در واقع محدودۀ گذر از نواحی نزدیک منشأ حوضه به‌سوی نواحی عمیق حوضه است نشان می‌دهد.


 


 

شکل 3- جایگاه دو نمونۀ مطالعه‌شده روی نمودار سه‌گانۀ تایسون (Tyson 1993) بر اساس نسبت درصد سه گروه اصلی عناصر پالینولوژیکی

 

 

شکل 4- پالینوفاسیس‌های IV در نمونه‌های شمارۀ E16 و E18

 

پالئواکولوژی

بسیاری از مؤلفان ارزش ریخت‌شناختی بالقوۀ فیتوپلانکتون (داینوسیست‌ها و آکریتارش‌ها) را شاخصی زیست‌محیطی گزارش کرده‌اند که محیط‌های دیرینه را به‌خوبی مشخص می‌کند  (Batten 1979; Tyson 1987; Lister and Batten 1988). داینوفلاژله‌ها برای تعیین نوع محیط رسوب‌گذاری به کار می‌روند و داینوسیست‌هایی که دارای تزئینات کوتاه یا بدون تزئینات هستند به‌وفور در محیط ساحلی و نزدیک به ساحل یافت می‌شوند اما انواع دارای تزئینات طویل مؤید محیط دور از ساحل هستند.

عوامل مختلفی در تفسیرهای پالئواکولوژیکی نقش دارند که استفاده از آنها در کنار سایر شواهد علمی به‌دست‌آمده کمک شایانی به درک صحیح شرایط دیرینه می‌کند؛ در این میان، شواهد پالینوفاسیس نیز اهمیت بسیاری دارند. مهم‌ترین عوامل پالینولوژیکی استفاده‌شده در تفسیرهای پالئواکولوژی عبارتند از: عامل لابیلیتی، نسبت AOM شفاف به تیره، نسبت AOM به فیتوکلاست قهوه‌ای، نسبت AOM شفاف به پالینومورف دریایی، نسبت AOM تیره به پالینومورف دریایی، نسبت فیتوکلاستهای اپک هم‌بعد به فیتوکلاست‌های اپک تیغه‌ای. نتیجه‌گیری انجام‌شده از بررسی و تعیین سه گروه اصلی عناصر پالینولوژیکی و همچنین بررسی عوامل حفاظت از مواد ارگانیکی، نسبت AOM شفاف به AOM تیره، نسبت AOM شفاف به پالینومورف دریایی و AOM تیره به پالینومورف دریایی و عامل لابیلیتی در دو نمونۀ مدنظر نشان می‌دهد این بخش از برش مطالعه‌شده که حاوی پالینومورف است در زمان انبایش سازند فرخی شرایط کم‌اکسیژن تا بدون اکسیژن را متحمل شده است.

 

داینوفلاژله‌های شاخص محیط

مطالعۀ نمونه‌های E16 و E18 در ستبرای 50 و 53 متری بخش مارنی سازند فرخی به شناسایی 50 جنس و 80 گونه منجر شد. در زیر برخی داینوفلاژله‌های شاخص محیط در بخش مدنظر بررسی می‌شوند:

جنس Spiniferites معمولأ نشان‌دهندۀ شرایط پس‌روی است و فراوانی آن شرایط محیط دریایی باز را نشان‌ می‌دهد (Schrank 1984; Brinkhuis and Zachariasse 1988; Brinkhuis and Schioler 1996. Brinkhuis et al. 1998).

وجود برخی جنس‌های گروه Circulodinium و Cribroperidinium نشان‌دهندۀ شرایط نریتیک داخلی است (Mahmoud and Moawad 2000). در برش مطالعه‌شده، Circulodinium در نمونه‌های E16 و E18 مشاهده می‌شود.

وجود برخی جنس‌های گروه Achomosphera، Spiniferites و Oligosphaeridium تفسیر‌کننده و نشان‌دهندۀ محیط دریایی باز (Open marine) است و در برخی مقاله‌ها شاخص محیط نریتیک خارجی (Open marine neritic) معرفی شده‌اند.

به عقیدۀ (Schrank 1988) گونه‌های Dinogymnium، Cannosphaeropsis utinensis و Spiniferites ramosus بیان‌کنندۀ شرایط دریایی باز (Open marine) هستند.

Senegalinium، Cerodinium، Lejeunecysta و Andalusiella نشان‌دهندۀ محیط گرمسیری (Tropical) تا نیمه‌گرمسیری (Subtropical) هستند (Lentin and Williams 1980). حضور گستردۀ گونه‌های Cerodinium نشان‌دهندۀ شرایط گرمسیری  (Gedl 2004; Skupien & Mohamed 2008) و جنس Chatangiella مؤید محیط گرم است (Lentin & Williams 1980).

وجود داینوفلاژله‌های خاص اقلیم گرم نظیر Chatangiella، Isabelidinium، Spinidinium، Trithyrodinium، Palaeocystodinium، Palaeocystodinium، Cerodinium، Senegalinium، Circulodinium distingtum، Spiniferites ramosus و Oligosphaeridium complex در نمونه‌های E16 و E18 از برش مطالعه‌شده نشان‌دهندۀ اقلیم گرم (warm) در زمان رسوب‌گذاری نهشته‌های این بخش از سازند فرخی است؛ باتوجه‌به موارد یاد‌شده، این بخش‌ از سازند فرخی در زمان انبایش رسوبات در محیط گرم نهشته شده است.

 

پالئواکولوژی بر اساس فرامینیفرهای پلانکتونیک

روزن‌بران پلانکتونیک و بنتیک در واحد مارنی سازند فرخی فراوانی زیادی دارند. آنها در مارن پایینی برخلاف فراوانی زیاد تنوع کمی دارند و شامل گونه‌های محدودی از Globotruncana و Contusotruncana هستند که در میان آنها، Contusotruncana fornicata و Globotruncana linneiana بیشترین فراوانی را به خود اختصاص می‌دهند. فرم‌های دوردیفی در این بخش از توالی به جنس Heterohelix و در میانۀ واحد مارنی به Pseudotextularia محدود هستند. حضور فراوان روزن‌بران بنتیک و پلانکتونیک در این بخش از توالی بیان‌کنندۀ محیط همی‌پلاژیک و دریای باز است.

علاوه‌بر روزن‌بران، واحد مارنی سازند فرخی دربردارندۀ بی‌مهرگان فراوانی مانند براکیوپودا و خارپوستان است که خود مؤید شرایط دریای باز با عمق نسبتاً زیاد است.

ویلمسن و همکاران (Wilmsen et al. 2012) با‌توجه‌به حضور گونه‌ای اسفنج به نام Porosphaera globularis در بخش پایینی واحد مارنی که ساکن آب‌های عمیق است حوضۀ رسوبی واحد مارنی را عمیق در نظر گرفته‌اند؛ نمونه‌ای از این گونه اسفنج در مطالعه‌های صحرایی مشاهده و جمع‌آوری شد که خود شاهد دیگری بر عمیق‌بودن حوضۀ رسوبی واحد مارنی است.

مارن بالایی پس‌از میان‌لایه‌ای از سنگ‌آهک مارنی آغاز می‌شود و ترکیب روزن‌بران در این بخش تفاوت عمده‌ای با مارن زیرین دارد؛ به‌طوری‌که نسبت روزن‌بران پلانکتونیک به بنتیک کاهش چشمگیری یافته است، C. formicata که در بخش‌های ابتدایی واحد مارنی فراوانی زیادی دارد کاهش چشمگیری نشان می‌دهد، گسترش گونۀ G. .linneiana به مارن زیرین محدود است و پیش‌از رسیدن به این قسمت از توالی حذف می‌شود، Globotruncanita و Racemiguemblina بیشترین فراوانی را در میان پلانکتونیک‌ها به خود اختصاص می‌دهند و گونه‌های دو‌ردیفی نیز فراوانی بیشتری دارند.

درکل، دریای باز یعنی گستره‌ای از نرتیک خارجی تا شیب قاره (باتیال) محیط تشکیل واحد مارنی در نظر گرفته می‌شود. واحدهای دوم تا چهارم در محیط نرتیک و شرایط الیگوستروفیک تشکیل شده‌اند.

 

 

شکل5- نمایش چگونگی حضور داینوفلاژله‌ها در طبقه‌های کرتاسۀ بالایی سازند فرخی در برش عزیزآباد

 

 

شکل 6- بایوزوناسیون طبقه‌های کرتاسۀ بالایی سازند فرخی در برش عزیزآباد بر مبنای فرامینیفرهای پلانکتونیک

 

شکل 7- تطابق زون‌های فرامینیفر و پالینومورفی تفکیک‌شده در طبقه‌های سازند فرخی در برش عزیزآباد واقع در شمال باختری خور

 

 

شکل 8- مقایسۀ بایوزون‌های شناسایی‌شدۀ سازند فرخی در برش مطالعه‌شده با بایوزون‌های استاندارد جهانی در کرتاسۀ پسین

 

 

 

 

Plate 1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1: Apteodinium fallax (Morgenroth 1968) Stover et Evitt, 1978; 2: Deflandrea convexa(Wilson 1988); 3: Dinogymnium acuminatum (Evitt, Clarke & Verdier 1967); 4: Pierceites sp.; 5: Senegalinium bicavatum; (Jain and Millepied 1973); 6: Spinidinium clavum; (Harland 1973); 7, 8: Spinidinium delicatum ;: 9-12:Trithyrodinium cf. evittii. (Drugg 1967); 13,14:Trithyrodinium suspectum ; (Manum and Cookson 1964) Devey 1969 b; 15,16: Trithyrodinium sp.

 

 

 


 

Plate 2

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1: Achomosphaera ramulifera ramosasimilis (Yun Hye-su 1981);2: Achomosphaera ramulifera (Deflandre 1937); 3: Achomosphaera neptunii; (Eisenack 1958a) Devey and Williams, 1966a; 4: Cannosphaeropsis utinensis (O. Wetzel 1933b ;Emendation: May 1980; Duxbury 1980; Sarjeant 1985; Marheinecke, 1992); 5, 6: Cleistophaeridium oligacanthum (W.Wetzel 1952) Davey et al. 1969; 7: Exochosphaeridium bifidum; (Clarke & Verdier 1967);Clarke et al. 1968. Emendation: Devey 1969; 8: Hystrichodinium pulchrum(Deflandre & Cookson 1955) ; 9: Hystrichosphaeridium recurvatum(White 1842) ALejenue - Carpentier 1940; 10: Oligosphaeridium complex; Devey & Williams 1966; 11: Operculodinium sp.; Matsuoka, 1983; 12: Pervosphaeridium monasteriense; Yun Hye-su 1981; 13: Florentinia sp.; 14: Spiniferites ramosus; (Ehrenberg, 1838) Loeblich & Loeblich, 1966; 15:Spiniferites ramosus granosus; (Davey and Williams 1966a) Lentin and Williams 1973; 16: Spiniferites ramosus gracilis; (Davey and Williams 1966a) Lentin and Williams 1973.


 

Plate 3

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


                 

 

 

 

 

 

 

1: Chlamydophorella nyei (Cookson and Eisenack 1958); 2-4: Circulodinium sp.;5-7: Cyclonephelium sp.;8-12: Nexosispinum hesperus subsp. brevispinosum (Davey 1979); 13:Sumatradinium soucouyantiae. (de Verteuli and Norris 1992); 14-16: Trichodinium sp.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Plate 4

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


1, 2: Cerodinium speciosum (Allberti 1959) Lentin and Williams, 1987; 3, 4: Cerodinium striatum; (Drugg 1967) Lentin and Williams, 1987; 5, 6: Cerodinium diebelii (Alberti 1959b) Lentin and Williams 1987; 7-10: Cerodinium sp.; 11,12: Hystrichosphaeropsis quasicribrata  (O. Wetzel 1961) Gocht 1976; 13,15: Manumiella sp.; 14: Isabelidinium greenense ; Marshall, 1990a; 16: Isabelidinium sp.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Plate 5

 

1 (a,b,c): Globotruncana hilli (Pessagno 1967), 2 (a,b): Globotruncana arca (Cushman 1926); 3 (a.b,c): Globotruncana linneiana (d' Orbigny 1839); 4 (a,b): Globotruncana insignis (Gandolfi 1955); 5 (a,b,c): Globotruncana ventricosa (White 1928); 6 (a,b,c): Contusotruncana fornicata (Plummer 1931); 7 (a,b):Globotruncanita atlantica (Caron 1972); 8 (a,b,c): Globotruncana mariei (d'Orbigny 1839); 9 (a,b): Rugoglobigerina rugosa (Plummer 1926); 10a: Globotruncanita stuartiformis (Dalbiez 1955).

Plate 6

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


           

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1 (a,b,c): Globotruncanita stuarti (de Laparent 1918); 2 (a,b,c): Macroglobigerinelloides bolli (Pessagno 1967); 3 (a,b): Macroglobigerinelloides prairiehillensis (Pessango 1967); 4(a,b): Macroglobigerinelloides multispinus (lalicker 1948); 5(a,b): Contusotruncana contusa (Cushman 1926); 6(a,b,c): Contusotruncana walfishensis (Todd 1970); 7 (a,b,c): Globotruncanita angulata (Tilev 1951); 8 (a,b): Globotruncana dupeublei (Caron et al. 1984); 9 (a,b,c):Gansserina gansseri (Bolli 1951); 10:Heterohelix striata (Ehrenberg 1840).

 


نتیجه‌

برش عزیزآباد در 400 کیلومتری شمال‌شرق اصفهان و در حاشیۀ کویر بزرگ، شمال باختری شهر خور قرار گرفته است. سازند فرخی در این برش به‌طور پیوسته روی سنگ‌آهک‌های سازند هفتومان قرار گرفته و مرز بالایی آن با سازند چوپانان ناپیوسته و از نوع موازی است. سازند فرخی در این برش اغلب از مارن و سنگ‌آهک مارنی تشکیل شده است؛ به‌شکلی‌که در بخش پایینیبرش اغلب از مارن‌هایی به رنگ سبز تا زرد نخودی حاوی اسفنج و در بخش بالایی بیشتر از سنگ‌آهک‌های مارنی با میان‌لایه‌های مارنی تشکیل شده و درنهایت به سنگ‌آهک‌های متوسط‌لایه تا توده‌ای سازند چوپانان ختم شده است.

بررسی اسلایدهای پالینولوژیکی نشان داد تنها دو نمونه در بخش پایینی سازند غنی از داینوفلاژله هستند و تعداد 46 جنس و 71 گونه داینوفلاژله در این طبقه‌ها شناسایی شد. بر اساس گونه‌های شاخص یافت‌شده، بایوزون OdontochitinacostataIntervalZone برای طبقه‌های دربرگیرندۀ این مجموعۀ داینوسیستی معرفی شد.

بر اساس مطالعه‌های روزن‌بران پلانکتون 13 جنس و 40 گونه شناسایی شدند و دو بایوزون جهانی به شرح زیر تفکیک شد.

بایوزون 1: Globotruncana aegyptiaca Interval Zone (Late to Latest Campanian)

بایوزون 2: Gansserina gansseri Interval Zone (Latest Campanian to Early Maastrichtian)

باتوجه‌به مجموعه فسیلی شناسایی‌شده، سن سازند فرخی کامپانین میانی- ماستریشتین است.

بررسی و تعیین سه گروه اصلی عناصر پالینولوژیکی و بررسی عوامل حفاطت از مواد ارگانیکی، نسبت AOM شفاف به AOM تیره، نسبت AOM شفاف به پالینومورف دریایی و AOM تیره به پالینومورف دریایی و عامل لابیلیتی در دو نمونۀ مدنظر نشان می‌دهد در این بخش از برش چینه‌شناسی عزیزآباد که شامل 3 متر است در زمان رسوب‌گذاری سازند فرخی شرایط کم‌اکسیژن بر محیط رسوبی حاکم بوده است.

به‌طور‌کلی بر اساس تغییرات محیطی ازنظر عمق، این بخش از سازند فرخی که حاوی پالینومورف است به محیط دریایی باز، کم‌عمق و کم‌اکسیژن مربوط است و نشان‌دهندۀ زون انتقالی به بخش‌های عمیق‌تر حوضه است.

تغییرات فراوانی و تنوع گونه‌های مختلف روزن‌بران و تغییر نسبت پلانکتونیک‌ها به بنتیک‌ها بیان‌کنندۀ محیط رسوبی دریای باز شامل نرتیک بیرونی تا مناطق شیب قاره برای واحد مارنی است هرچند این شرایط پایدار نبوده و گاهی به محیط بنتیک تبدیل شده است.

Aistov I. Melnikov B. Krivyakin. B. and Morozov L. 1984. Geology of khur area(Central iran), Explanatory text of the khur Quadrangle map 1:250,000, Report Te/No.20-1984.

Atlas of roads of iran. 2010. Publishing Institute of Geography and Cartography of Gates.

Allameh M. and Torabian B. 2016. Palynofacies and paleoenvironment of marl segment in Farokhi formation (Central Iran), Journal of Earth Sciences, Geological Survey of Iran, 26(101):57-108.

Batten D.J. 1979. Miospores and other acid-resistant microfossils from the Aptian/Albian of holes 400A and 402A. DSDP-IPOD leg 48. Bay of Biscay. Initial reports of the Deep Sea Drilling Project 48: 579-587.

Brinkhuis H. and Schioler P. 1996. Palynology of the Geulhemmerberg Cretaceous/ Tertiary boundary section (Limburg, SE Netherlands). In: Brinkhuis H. Smit J. editors. The Geulhemmerberg Cretaceous/ Tertiary boundary section (Maastrichtian Type Area, SE Netherlands). Geologie en Mijnbouw 75: 193-213.

Brinkhuis H. and Zachariasse W. J. 1988. Dinoflagellate cysts, sea level changes and planktonic foraminifers across the Cretaceous/Tertiary boundary at El Haria, northwest Tunisia. Marine Micropaleotology 13: 153-191.

Brinkhuis H. Bujak J.P. Smit J. Versteegh G.J.M. and Visscher H. 1998. Dinoflagellate-based sea surface temperature reconstruction across the Cretaceous/ Tertiary boundary. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 141: 67-83.

Clark R.F. and Verdier J.P. 1967. An investigation of microplankton assemblages from the Chalk of the Isle of Wight, England. Verhandelin-gen der koninklijke Nederlandsche Akademie van Wetenschappen, Afdeling Natuurkunde, Eerste Reeks 24: 1-96.

Combaz A. 1964. Les palynofacies̀. Revue de Micropaleòntologie, 7: 205-218.

Del Papa C. Garcia V. and Quattrocchio M. 2002. Sedimentary facies and palynofacies assemblages in an Eocene perennial lake, Lumbrera formation, Northwest Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 15:553-569.

Gedl P. 2004. Dinoflagellate cyst record of the deep-sea Cretaceous-Tertiary boundary at Uzgruň, Carpathian Mountains, Czech Republic, Geological Society, London, Special Publications 230(1): 257-273.

Hoek R.P. and Eshet. Y. 1996. Dinoflagellate Cyst Zonation of Campanian-Maastrichtian Sequences inIsrael. Micropaleontology. 12(2):125-150.

Khosro Tehrani K. 1977. Startigraphie du cretace Superieur et du Paleocene de la partie mediane de I'Iran (region comprise entre Esfahan-jandagh et yazd) C.R.Sc. Geol. FR. DA. 1977; 4:239-241.

Kirsch K.H. 1991. Dinoflagellatenzysten aus der Oberkreide des Helvetikums and Nordultrahelvetikums von Oberbayern. Munchner Geowissenschaftlicher Abhandlungen, 22:306.

Lister J.K. and Batten D.J. 1988. Stratigraphic and palaeoenvironmental distribution of Early Cretaceous dinoflagellate cysts in the Hurlands Farm borehole, West Sussex, England. Palaeontographica Abteilung B 210(1-3): 9-89.

Lentin J. K. and Williams G. L. 1980. Dinoflagellate provincialism with emphasis on Campanian peridiniaceans. AASP Contributions Series 7, American Association of Stratigraphic Palynologists Foundation 47.

Mahmoud M.S. and Moawad A.R.M. 2000. Jurassic-Cretaceous (Bathonian to Cenomanian) palynology and stratigraphy of the West Tiba-1 borehole, northern Western Desert, Egypt, Journal of African Earth Sciences 30(2): 401-416.

Mohafez and Moshtaghian. 1963. Geology and oil possibilities of khur-Jandaq-Biabanak area.

Premoli Silva I. and Verga D. 2004. Partial Manual of Cretaceous Planktonic Foraminifera, Cource 3, in verga D. and Rettori R. (Editors). international School on Planktonic Foraminifera: Universities of Perugia and Milano, 283p.

Razmjoe A. 2011. Lithostratigraphic and biostratigraphic finding on the Farrokhi formation in Northwest of khur (Central lran),Master's Thesis, Institute for Earth Sciences. Geological Survey of Iran.

Saif H. 2013. Lithostratigraphic and biostratigraphic finding on the Farrokhi Formation in Southwest of khur (Central lran),Master's Thesis , Institute for Earth Sciences. Geological Survey of Iran, Tehran

Schrank E. 1988. Effects of chemical Processing on the preservation of peridinioid dinoflagellate: A case from the Late Cretaceous of NE Africa. Review of Palaeobotany and Palynology, 56:123-140.

Schrank E. 1984. Organic-geochemical and palynological studies of  Dakhla Shale profile (Late Cretaceous) in southeast Egypt. Part A: Succession of microfloras and depositional environment– Berliner geowissenschaftliche Abhandlungen A 50: 189-207.

Skupien P. and Mohamed O. 2008. Campanian to Maastrichtian palynofacies and dinoflagellate cysts of the Silesian Unit, Outer Western Carpathians, Czech Republic. Bulletin of Geosciences 83(2): 207–224.

Traverse A. 2007. Paleopalynology. 2nd Edition Springer, 816 p.

Tremolada F., Erba E., Van de schootbrugge B., and Mattioli E. 2006. Calcareous nannofossil changes during the late callovian- early oxfordian cooling phase. Marine micropaleontology, 59:197- 209.

Tyson R.V. 1993. Palynofacies analysis. Applied Micropaleontology, pp. 153-191.

Tyson R.V. 1987. The genesis and palynofacies characteristics of marine petroleum source rocks. Geological Society, London, Special Publications 26(1): 47-67.

Van der Zwan C.J. 1990. Palynostratigraphy and palynofacies reconstruction of the Upper Jurassic to lowermost Cretaceous of the Draugen Field, offshore Mid Norway. Review of  Palaeobotany and Palynology 62: 157-186.

Wilmsen M. Fürsich F.T. Majidifard M.R. 2012. Porosphaera globularis (Porifera, Calcarea) from the Maastrichtian of the Frokhi formation of Central Iran, Elsevier, Cretaceous Research 33 (2012), 91-96.

Wilmsen M. Fürsich F.T. Majidifard M.R. 2014. An overview of the Cretaceous stratigraphy and facies development of the Yazd Block, western Central Iran: Journal of Asian Earth Sciences, 102:73-91.